Question

交代热液体系的矿化和蚀变的温度特征

Answer 1

（一）蚀变和矿化温度及其在空间上的变化

与岩浆岩伴生的热液矿化（不管是交代型矿化，还是脉型矿化）的围岩蚀变，都是以垂向非对称分布（以矿体为轴面）的面型蚀变为主的叠加对称分布（以矿体为轴线）的线型蚀变。

图13-30 西华山含钨花岗岩的蚀变分带

（据朱焱龄等，1981）

1—变质岩；2—花岗岩；3—石英脉；4—富云母云英岩；5—正常云英岩；6—富石英云英岩；7—钾钠长石化花岗岩；8—黑钨矿；9—锡石；10—绿柱石；11—硫化物；12—稀土矿物

宁芜玢岩铁矿床的面型蚀变分带由下向上（由岩体中心向外）依次为：碱交代浅色蚀变岩带，形成温度＞500℃；Fe、Mg、Ca交代深色蚀变岩带，形成温度为350～500℃，其上叠加类青磐岩化磁铁矿化带，温度为350～400℃；硅铝质交代浅色蚀变岩带，形成温度为＞200＜350℃（陈毓川等，1982）。由此可见，蚀变岩形成温度范围远大于矿化温度。

广西栗木水溪庙矿床有内接蚀带的含Tа、Nb的蚀变岩型矿体和外接触带的钨锡长石石英脉矿体。矿脉向上长石减少，石英增多，并过渡为锂云母萤石细脉，向下长石渐增而过渡为花岗伟晶者，花岗岩脉和含 Nb、Tb的蚀变花岗岩。未见典型的似伟晶岩（图13-33）。由下往上蚀变和矿化特征变化如下：弱钠长石化花岗岩→中钠长石化花岗岩→强钠长石化含Nb、Ta花岗岩（510～520℃）→含Ta、Nb（Sn）花岗岩脉、伟晶岩脉（375～400℃）→W、Sn（Ta、Nb）长石石英脉（340-370℃）→Sn、W锂云母萤石细脉、石英脉（115～135℃）。下面3个带（Ⅵ－Ⅳ）为面型蚀变带，由下往上，蚀变程度增强，上面3个带为热液交代沉淀带，由下往上，岩石组分减少，热液组分增多。蚀变和矿化有规律地变化，蚀变岩中以Ta、Nb矿化为主，钠长石化越强，Ta、Nb含量越高。脉中矿化以W、Sn为主，矿化和蚀变温度随深度变化，深度越大，温度越高，所以，蚀变和矿化构成一个完整的逐渐演化的体系。

大吉山矿床既有含W石英脉型矿体，又有浸染状钨及稀有元素蚀变岩型矿体。前者产于浅部，后者产于深部。在深部前者穿切后者。卢焕章等（1974）对不同蚀变带和矿化地段进行了测温，结果示于图13-34。在似伟晶岩带之下为面型分带的蚀变岩，随深度增大，蚀变岩的形成温度增高。浅部脉型矿化的形成温度也随深度变化，深度增大，温度升高。通常，这类含W石英脉由低温至高温（由上往下）可分出4个矿物组合段：碳酸盐、石英硫化物、石英黑钨矿和长石石英。这种低温组合在上、高温组合在下的分带属顺向分带，如上述大吉山矿床中的脉体以及瑶岗仙等矿床中的矿脉。许多矿床中，高温组合出现在上部，低温组合出现在下部，这种分带属逆向分带，如西华山、黄沙、盘古山、梅子窝、珊瑚等矿床。但脉型矿化的形成温度一般低于蚀变岩型矿化的温度，如大吉山矿床等。

图13-31 花岗岩综合成矿模式图解

（据南京大学地质系，1981）

江西414矿床是一个产于花岗岩体中的稀有金属矿床，而且有明显的面型垂向蚀变分带（图13-35）。从图中可以看出，各蚀变带呈近水平分布，这表明，沿水平方向蚀变岩的形成温度稳定或变化很小，而在垂向上蚀变岩的形成温度则变化明显，呈上低下高。钽铌矿体（强钠化花岗岩）的形成温度处于中间位置（512℃）。

热液矿床中，一些矿物的形成温度变化范围很大，如前述黄沙坪矿床中的萤石（见第十二章第二节）。在标高273 m至200m范围内，形成的最高等温线值为350℃，最低为140℃，相差超过200℃，这一差别在水平方向和垂直方向均有表现。萤石的形成温度与距花岗斑岩体的距离密切相关，距离愈小，形成温度愈高，距离愈大，形成温度愈低，即萤石的形成温度受岩体产生的异常地温梯度控制。

图13-32 宁芜玢岩铁矿蚀变分带和各带组分的带进、带出

（根据宁芜研究项目编写组，1978，资料编制）

图13-33 栗木矿床地质剖面示意图

（据夏宏远等对271队原图修改，1991）

I—锂云母萤石细脉，长石石英脉；Ⅱ—长石石英脉；Ⅲ—花岗伟晶岩脉；花岗岩脉；W—强钠长石化花岗岩；V—中钠长石化花岗岩；Ⅵ—弱钠长石化花岗岩

（二）围岩蚀变温度与强度的不一致性热液矿床中，蚀变温度与蚀变强度既可能是一致的，也可能是不一致的。这与热液的成因有关。

岩浆热液为超高温流体，从迁移开始至成矿，其温度总是高于围岩，形成的矿体一定处于高温热液的活动中心，从矿体向外，随距离的增大，蚀变温度逐渐降低，蚀变强度逐渐减弱。此外，蚀变温度的降低和强度的减弱，具有明显的一致性，它是岩浆热液的重要特征。

图13-34 大吉山矿床热液蚀变和矿化的测温结果示意图

（据卢焕章等，1974）

在接触交代型矿床中，接触带的蚀变程度最强，随离接触界面的距离增大，蚀变程度减弱，即接触带是蚀变强度的中心，由接触带向内、外两侧，蚀变强度逐渐减弱。但接触带不是矿化和蚀变的高温中心，温度最高的部位不在接触带，而在岩体的中心和深部。因此，蚀变强度与温度的关系会出现两种情况，在接触带上盘或外侧，随离接触带距离的增大，温度降低，强度减弱，蚀变温度和强度的变化具有一致性。由接触带向岩体内或向下，随距离增大，蚀变强度减弱，而蚀变温度却是升高，表现出蚀变温度与强度变化的不一致性。所以，凡出现蚀变温度与蚀变强度不一致时，证明热液不是岩浆成因，而是交代成因。

（三）蚀变温度与矿化温度

蚀变温度与矿化温度的高低或岩石温度与热液温度的高低取决于热液的成因类型。如上所述，岩浆热液的温度总是高于围岩的温度，即矿体形成温度高于周围岩石的蚀变温度。

在接触交代型矿床中，接触带内不含矿的多种蚀变岩带（碱交代岩、钠长石岩、无水矽卡岩等）的形成温度均高于矿体（充填交代型）。即蚀变温度高于矿化温度，岩石温度高于成矿热液温度。这种热液不可能是岩浆热液。

图13-35 江西414矿床蚀变岩形成温度示意图

（据卢焕章等，1975）

脉状矿体是热液矿床的典型代表，一直被视为岩浆热液成因，其形成温度理应高于近矿蚀变岩的形成温度。而事实并非如此，如山东三山岛金矿床，以断裂破碎带中的蚀变岩矿体为中心，向外依次为：黄铁绢云岩、绢云母化花岗岩，钾化花岗岩（图13-36）。矿体与黄铁绢云岩的界线根据品位确定。蚀变强度以矿脉为中心，随离脉距离增大，蚀变强度减弱。但蚀变温度与强度相反，随离脉距离增大，蚀变温度增高（表13-11）。近矿的黄铁绢云岩形成温度为250～300℃，中等距离的绢云母化温度为260～310℃，较远距离的钾长石化温度为310～330℃，远矿的钾长石化温度比近矿的黄铁绢云岩化温度平均高45℃。蚀变温度随接近矿体而明显降低，呈漏斗状（图13-37）。

表13-11 三山岛金矿床交代岩内石英流体包裹体类型及特征

（据赵一鸣等，1992）

图13-36 三山岛金矿床围岩蚀变分带（剖面）

（据赵一鸣等，1992）

1—黑云母花岗岩；2—钾化花岗岩；3—绢云母化花岗岩；4—黄铁绢云岩；5—矿体；6—混合岩；7—混合岩化斜长黑云片岩；8—黑云母片岩；9—斜长角闪岩；10—煌斑岩

脉状矿体不同部位形成温度的变化特征与蚀变岩相似，边部的形成温度高，中心的形成温度低（表13-12），如江西西华山矿床中离顶面0～80m脉体的边部石英形成温度为200～264℃，而脉中石英形成温度为177℃，脉中石英形成温度比脉边的低23～87℃。综上所述，从远矿蚀变→近矿蚀变→脉边→脉中，蚀变和矿化温度不断降低，蚀变温度明显高于矿化温度。

表13-12 西华山矿床299矿脉从脉边至脉中石英均—温度对比表

交代热液成矿学说——热液矿床成因的佐证

图13-37 三山岛金矿床40线剖面围岩蚀变分带及各带形成温度

（据赵一鸣1992年资料编制）

0—黑云母花岗岩；1—钾化花岗岩；2—绢云母化花岗岩；3—黄铁绢云岩；4—金矿体

（四）蚀变温度与地温梯度

岩石的蚀变温度就是蚀变时热液的温度，也是水－岩反应过程中粒间溶液的温度，后者受当时岩石温度控制，所以，在交代过程中，蚀变温度与热液温度和岩石温度都是相同的，其中，岩石温度控制了热液温度和蚀变温度。因此，蚀变温度不仅反映岩石温度，而且还反映地温梯度。根据矿化蚀变温度和深度的变化，可以获得矿床成矿时的地温梯度（表13-13）。热液矿床都不产于正常地温梯度区内，而都产于异常地温梯度区内，特别是高异常地温梯度区。比正常地温梯度高几倍至几十倍；矿化蚀变温度既是矿化蚀变的形成温度，又是岩石受热温度，即矿化蚀变只产于岩石受热温度高的地区（岩石温度≥矿化蚀变温度）。

表13-13 某些热液矿床蚀变温度及蚀变时地温梯度